1、硫同位素地球化學硫同位素地球化學單質硫火藥（硫酸鉀、磷酸鉀、碳和硫）黃鐵礦FeS2火山噴發氣體中含有大量SO21.硫硫同位素概況同位素概況硫有四種穩定同位素: 。 一般情況下一般情況下，地球化學研究中考慮分配最廣泛，地球化學研究中考慮分配最廣泛的的32S和和34S這兩種這兩種同位素的比值同位素的比值。國際標準是凱尼昂迪布。國際標準是凱尼昂迪布洛隕洛隕石的隕硫鐵，石的隕硫鐵，其其32S/34S22.22（34S/32S0.045），），S34 =0.00（Jensen，1962）。）。當當34S是正號表示樣品是正號表示樣品硫比隕硫比隕石石富集富集34S，反之，表示樣品更反之，表示樣品更富集富集3

2、2S。2. 2.硫硫同位素分餾同位素分餾特征特征 自然界硫同位素自然界硫同位素的分餾十分顯著，的分餾十分顯著，34S的變化可達到的變化可達到180，與硫同位，與硫同位素較大的質量差和素較大的質量差和含硫物質的一系列含硫物質的一系列化學性質有關。化學性質有關。 自然條件下硫自然條件下硫的價態有的價態有2，1，0，4，6。各種。各種硫化物和硫酸鹽的硫化物和硫酸鹽的穩定性和溶解度不穩定性和溶解度不同，如硫化物在低同，如硫化物在低溫水溶液中極難溶，溫水溶液中極難溶，而硫酸鹽則容易溶而硫酸鹽則容易溶解，造成富解，造成富34S的硫的硫酸鹽被帶走，產生酸鹽被帶走，產生機械分離。機械分離。Simon & Ro

3、bert，2006，ESR2. 2.硫同位素分餾機制硫同位素分餾機制2.1. 熱力學平衡分餾熱力學平衡分餾 即即同位素受同位素受溫度溫度控制，按控制，按不同的分餾系數不同的分餾系數在各相間富集。常見在各相間富集。常見熱力學熱力學分餾分餾主要發生在巖漿去氣過程及溫度變化的熱液體系中。經主要發生在巖漿去氣過程及溫度變化的熱液體系中。經大量實驗大量實驗和實際觀測，和實際觀測，當當不同不同存在形式的含硫礦物由一個存在形式的含硫礦物由一個統一的統一的流體相沉淀出來時，流體相沉淀出來時， 硫同位素會在含硫同位素會在含硫礦物間進行分配并達到硫礦物間進行分配并達到平衡平衡，共生礦物間的硫同位素組成差異明顯，共

4、生礦物間的硫同位素組成差異明顯。然而最。然而最新研究提出該新研究提出該規律只規律只考慮元素價態可能并不完備考慮元素價態可能并不完備，比如，比如壓力壓力導致導致元素電子自旋元素電子自旋態態變化變化的地質過程必定存在同位素分餾反常的復雜的地質過程必定存在同位素分餾反常的復雜狀況。狀況。 2.2 2.2 動力學平衡分餾動力學平衡分餾 即即同位素同位素原子或原子團反應速率不一致原子或原子團反應速率不一致而造成同位素組成而造成同位素組成變化，如氧化反應、細菌還原及有機物熱分解、有機還原與變化，如氧化反應、細菌還原及有機物熱分解、有機還原與高溫無機還原過程、歧化作用等。高溫無機還原過程、歧化作用等。細菌還

5、原細菌還原是最重要的硫同是最重要的硫同位素動力學分餾過程。在低于位素動力學分餾過程。在低于50條件下，厭氧細菌易還原條件下，厭氧細菌易還原SO42-成成H2S，進而與金屬離子結合成硫化物，從而造成自然，進而與金屬離子結合成硫化物，從而造成自然界最大的硫同位素分餾。宏觀上細菌還原過程中，硫同位素界最大的硫同位素分餾。宏觀上細菌還原過程中，硫同位素分餾程度取決于還原細菌的種類、還原反應速率及反應體系分餾程度取決于還原細菌的種類、還原反應速率及反應體系的的封閉性。封閉性。硫同位素的動力學分餾主要分為硫同位素的動力學分餾主要分為1.細菌還原；細菌還原；2.有機質分解有機質分解；3.有機還原；有機還原；

6、4.無機還原。無機還原。2. 2.硫同位素分餾機制硫同位素分餾機制細菌還原細菌還原 其中硫酸鹽的細菌還原是最重要的分餾過程，包括以其中硫酸鹽的細菌還原是最重要的分餾過程，包括以下五個部分：下五個部分： 其中硫酸鹽的細菌還原是最重要的分餾過程，包括以其中硫酸鹽的細菌還原是最重要的分餾過程，包括以下五個部分：下五個部分：細菌還原細菌還原 硫酸鹽硫酸鹽細菌還原過程產生的同位素分餾大小，細菌還原過程產生的同位素分餾大小，與還原細菌的種類、還原反應速度及體系的開放與還原細菌的種類、還原反應速度及體系的開放與封閉程度等因素有關。與封閉程度等因素有關。 在在對硫酸鹽開放的環境對硫酸鹽開放的環境中，如自然界的

7、深海或靜中，如自然界的深海或靜海環境，還原消耗掉的可海環境，還原消耗掉的可從上覆海水中不斷得到補從上覆海水中不斷得到補充，使得同位素組成基本充，使得同位素組成基本保持不變。此種環境下形保持不變。此種環境下形成的硫化物具有相對穩定成的硫化物具有相對穩定的的d d34S值，值，K1/K2值為值為1.0401.060，即硫化物的，即硫化物的d d34S值比海水硫酸鹽的低值比海水硫酸鹽的低4060（a）。）。 硫酸鹽硫酸鹽細菌還原過程產生的同位素分餾大小，與細菌還原過程產生的同位素分餾大小，與還原細菌的種類、還原反應速度及體系的開放與封還原細菌的種類、還原反應速度及體系的開放與封閉程度等因素有關。閉程

8、度等因素有關。在硫酸鹽組分的補給速度在硫酸鹽組分的補給速度低于其還原速度的封閉、低于其還原速度的封閉、半封閉環境中，由于富半封閉環境中，由于富3232S S的硫酸鹽優先被還原成的硫酸鹽優先被還原成H H2 2S S，因此最初形成的硫化物的因此最初形成的硫化物的d d3434S S值最低。隨著還原作值最低。隨著還原作用的進行，越是晚期形成用的進行，越是晚期形成的硫化物，的硫化物，d d3434S S值就越高。值就越高。 硫酸鹽硫酸鹽細菌還原過程產生的同位素分餾大小，與細菌還原過程產生的同位素分餾大小，與還原細菌的種類、還原反應速度及體系的開放與封閉還原細菌的種類、還原反應速度及體系的開放與封閉程

9、度等因素有關。程度等因素有關。對于對于H H2 2S S開放的體系，即開放的體系，即生成的生成的H H2 2S S迅速轉變成金迅速轉變成金屬硫化物而從體系中沉屬硫化物而從體系中沉淀出來，則開始時硫化淀出來，則開始時硫化物的物的d d3434S S值很低，但晚階值很低，但晚階段形成的硫化物的段形成的硫化物的d d3434S S值值可大于海水硫酸鹽的初可大于海水硫酸鹽的初始值始值(+20)(+20) 硫酸鹽硫酸鹽細菌還原過程產生的同位素分餾大小，與還細菌還原過程產生的同位素分餾大小，與還原細菌的種類、還原反應速度及體系的開放與封閉程度原細菌的種類、還原反應速度及體系的開放與封閉程度等因素有關。等因

10、素有關。 對于對于H2SH2S封閉的體系，封閉的體系，即生成的即生成的H2SH2S未形成金未形成金屬硫化物而離開體系，屬硫化物而離開體系，那么硫化物的那么硫化物的d34Sd34S值也值也是由低變高。在還原作是由低變高。在還原作用接近結束時，硫化物用接近結束時，硫化物的值接近于海水硫酸鹽的值接近于海水硫酸鹽的初始值。的初始值。 硫酸鹽硫酸鹽細菌還原過程產生的同位素分餾大小，與還細菌還原過程產生的同位素分餾大小，與還原細菌的種類、還原反應速度及體系的開放與封閉程度原細菌的種類、還原反應速度及體系的開放與封閉程度等因素有關。等因素有關。 在溫度在溫度50時，含硫有機時，含硫有機質受熱分解，生成質受熱

11、分解，生成H2S，從而，從而產 生 硫 同 位 素 動 力 分 餾 ，產 生 硫 同 位 素 動 力 分 餾 ，K1/K2=1.015。 例如起始物質的例如起始物質的d d34S值接近值接近海水硫酸鹽時（海水硫酸鹽時（+20），則），則熱分解形成的熱分解形成的H2S的的d d34S值為值為+55（b）。）。 硫酸鹽硫酸鹽細菌還原過程產生的同位素分餾大小，與還細菌還原過程產生的同位素分餾大小，與還原細菌的種類、還原反應速度及體系的開放與封閉程度原細菌的種類、還原反應速度及體系的開放與封閉程度等因素有關。等因素有關。隨著溫度升高，水溶硫酸鹽可與隨著溫度升高，水溶硫酸鹽可與有 機 物 發 生 還 原

12、 反 應 。 如有 機 物 發 生 還 原 反 應 。 如T250: 硫酸鹽有機還原反應的速率一般硫酸鹽有機還原反應的速率一般較快，硫同位素分餾很較快，硫同位素分餾很小。小。 硫酸鹽硫酸鹽細菌還原過程產生的同位素分餾大小，與細菌還原過程產生的同位素分餾大小，與還原細菌的種類、還原反應速度及體系的開放與封閉還原細菌的種類、還原反應速度及體系的開放與封閉程度等因素有關。程度等因素有關。在玄武巖與海水相互作用中，硫在玄武巖與海水相互作用中，硫酸鹽還原形成黃鐵礦等硫化物。酸鹽還原形成黃鐵礦等硫化物。如：如： 這一反應過程產生的同位素動力這一反應過程產生的同位素動力分餾分餾K1/K2=1.0001.02

13、5。即。即d d34S值為值為+20的海水與玄武巖反應的海水與玄武巖反應生成的硫化物生成的硫化物d d34S值為值為+20-5（d）。）。 3 3. .地地質體和質體和環境環境中中的硫同位素特征的硫同位素特征3. 3.地質體和地質體和環境環境中的硫同位素特征中的硫同位素特征硫同位素在自然界中的分布（據Hoefs，1980）3.1 地外物質中的硫同位素地外物質中的硫同位素3.1.1隕石隕石 隕石中含有相當多的硫，球粒隕石和鐵隕石含硫高，可達百隕石中含有相當多的硫，球粒隕石和鐵隕石含硫高，可達百 分之幾；而無球粒隕石硫含量較低，為分之幾；而無球粒隕石硫含量較低，為0.020.7%。早期工作表。早期

14、工作表明，隕石的明，隕石的34S相當穩定，鐵隕石中隕硫鐵相當穩定，鐵隕石中隕硫鐵34S=0.0 +0.6。但在碳質球粒隕石中卻發現了硫同位素分餾。但在碳質球粒隕石中卻發現了硫同位素分餾。3.1.2.月巖月巖月球巖石中的硫主要是隕硫鐵，月球巖石中的硫主要是隕硫鐵，月球玄武巖的月球玄武巖的34S值為值為-0.2 +1.4，而角礫巖和月壤的，而角礫巖和月壤的34S值較高，為值較高，為+3.5 +103. 3.地質體和地質體和環境環境中的硫同位素特征中的硫同位素特征位于美國亞利桑那州的巨大隕石坑3.2.13.2.1火成巖火成巖 基性巖基性巖和超基性巖：和超基性巖：地幔成因，地幔成因，理論上理論上343

15、4S S應和隕石硫相同應和隕石硫相同，如如德國一個拉斑玄武巖德國一個拉斑玄武巖3434S S=0.3=0.3，北大西洋中脊（，北大西洋中脊（3030N N）采集的拉斑）采集的拉斑玄武巖玄武巖34S=0.334S=0.31.61.6。但由于地殼硫的混染作用、海水蝕變作用、。但由于地殼硫的混染作用、海水蝕變作用、巖漿去氣作用等影響，有些基性巖漿去氣作用等影響，有些基性超基性巖石也可能呈現較大的硫同超基性巖石也可能呈現較大的硫同位素組成變化（位素組成變化（1010）。）。 花崗巖：花崗巖：3434S S變化范圍變化范圍-13.4-13.4 +26.7+26.7，變異程度明顯大于隕石，變異程度明顯大于

16、隕石和基性和基性- -超基性巖，反映成巖的復雜性。超基性巖，反映成巖的復雜性。 中酸性火山噴出巖：中酸性火山噴出巖：3434S S值變化比相應深成巖大，且一般值變化比相應深成巖大，且一般3434S S為正為正值值，其硫同位素組成變化與火山氣中，其硫同位素組成變化與火山氣中H H2 2S S和和SOSO2 2的去氣作用及火山噴發時的去氣作用及火山噴發時海水硫的混染作用等因素有關。海水硫的混染作用等因素有關。3. 3.地質體和地質體和環境環境中的硫同位素特征中的硫同位素特征3.2 巖石中的硫同位素巖石中的硫同位素3. 3.地質體和地質體和環境環境中的硫同位素特征中的硫同位素特征3.2 巖石中的硫同

17、位素巖石中的硫同位素3.2.1 3.2.1 變質巖變質巖硫同位素變化較大，且各不相同，硫同位素變化較大，且各不相同，總的總的3434S S值變化范圍約為值變化范圍約為-20+20-20+20。主要受原巖成分、變質過程的同位素交換、。主要受原巖成分、變質過程的同位素交換、變質去氣及變質流體的影響變質去氣及變質流體的影響。3.2.2 3.2.2 沉積巖沉積巖沉積巖中沉積巖中硫同位素組成變化極大，主要硫同位素組成變化極大，主要范圍為范圍為- -40+5040+50，地球物質中地球物質中3434S S的正負極值均出現于沉積巖中。這主要是由的正負極值均出現于沉積巖中。這主要是由細菌參與的氧化還原反應造成

18、明顯的同位素分餾，是表生循細菌參與的氧化還原反應造成明顯的同位素分餾，是表生循環作用硫同位素分餾的主要機制。環作用硫同位素分餾的主要機制。3. 3.地質體和地質體和環境環境中的硫同位素特征中的硫同位素特征海洋硫酸鹽的硫同位素演化海洋硫酸鹽的硫同位素演化 現代海水中溶解現代海水中溶解的硫酸鹽的硫酸鹽3434S S穩定穩定在在+20+20左右左右。因為石膏與沉淀。因為石膏與沉淀它的溶液之間硫同位素分餾很小僅它的溶液之間硫同位素分餾很小僅1.651.650.120.12，可用每一時代石，可用每一時代石膏的膏的3434S S近似海水的近似海水的3434S S，這樣可，這樣可用每一時代的石膏用每一時代的

19、石膏3434S S近似代表當近似代表當時海水的時海水的3434S S，如右圖：如右圖： 實測結果表明，實測結果表明，硫酸鹽硫酸鹽3434S S在在地質歷史上有很大的地質歷史上有很大的變化變化，寒武紀，寒武紀初，初，3434S S達達+30+30左右左右，然后緩慢，然后緩慢下降，約下降，約400Ma400Ma左右達到一低谷，于左右達到一低谷，于泥盆紀有一躍升，達到第二個峰值泥盆紀有一躍升，達到第二個峰值約約25%,25%,然后又下降至二疊三疊紀交然后又下降至二疊三疊紀交界有最低界有最低值值+ +1010左右，隨后又振蕩左右，隨后又振蕩增高到現在增高到現在+20+20左右左右。這是迄今研。這是迄今

20、研究非常好的一個古海洋的化學特征。究非常好的一個古海洋的化學特征。解釋：穩定態模式（解釋：穩定態模式（ClaypoolClaypool為代為代表）和災變模型（表）和災變模型（HolsterHolster為代表）為代表）顯生宙海洋硫酸鹽硫同位素隨年齡變化曲線（據Holser et al.,1996）3. 3.地質體和地質體和環境環境中的硫同位素特征中的硫同位素特征3.3 環境中的硫同位素環境中的硫同位素 自然環境自然環境（水圈和大氣圈）中硫的（水圈和大氣圈）中硫的3434S S值變化取決于其來源和循環過程中的生物分餾。硫值變化取決于其來源和循環過程中的生物分餾。硫源包括天然源和人工源源包括天然源

21、和人工源。3.3.13.3.1天然源天然源（1 1）火山氣，來自于火山噴發、噴氣孔和熱泉的）火山氣，來自于火山噴發、噴氣孔和熱泉的SOSO2 2+H+H2 2S S，為間隙性源，但可能很大，為間隙性源，但可能很大， 3434S S 范圍約為范圍約為-10+10-10+10；（2 2）生物活動，潮間帶、沼澤、湖泊、土壤中的細菌還原生成的）生物活動，潮間帶、沼澤、湖泊、土壤中的細菌還原生成的H2SH2S和有機硫，和有機硫， 3434S S為為- -30103010；（3 3）海水飛沫蒸干后的）海水飛沫蒸干后的SOSO4 42-2-， 3434S S為為2020； （4 4）植物放出的有機硫等植物放

22、出的有機硫等。3.3.23.3.2人工源人工源（1 1）煤和石油燃燒釋出的）煤和石油燃燒釋出的SOSO2 2 （ 3434S S 為為-2020-2020） ；（2 2）熔煉含硫礦石生成的）熔煉含硫礦石生成的SOSO2 2 （ 3434S S 為為-3020-3020）；）；（3 3）石膏加工的粉塵（）石膏加工的粉塵（ 3434S S 為為10301030）；）；（4 4）石油精煉放出的含）石油精煉放出的含S S氣體；氣體；（5 5）汽車廢氣；天然硫礦石的粉塵等。）汽車廢氣；天然硫礦石的粉塵等。4.硫同位素應用4. 4.硫同位素的應用硫同位素的應用主要應用：主要應用：4.14.1地質溫度計地質

23、溫度計4.24.2示蹤成礦物質來源示蹤成礦物質來源4.34.3指示成礦物化條件指示成礦物化條件 硫硫同位素作同位素作示蹤劑示蹤劑在在化學化學、地球化學地球化學、農業科學農業科學和和環境科環境科學學研究中都有廣泛的應用。研究中都有廣泛的應用。4.1 4.1 地質溫度計地質溫度計根據同位素交換反應達到平衡時，共生硫化物對之根據同位素交換反應達到平衡時，共生硫化物對之間的硫同位素分餾與溫度有關的基本原理，建立了間的硫同位素分餾與溫度有關的基本原理，建立了硫同位素地質測溫方法。硫同位素地質測溫方法。大量的實驗研究表明，共生礦物對的大量的實驗研究表明，共生礦物對的3434S S值之差與值之差與以以T T

24、-2-2表示的平衡溫度成線性相關，即表示的平衡溫度成線性相關，即： 1000lnx-y=34Sx34Sy=A106T-2 式中式中A A 在一定的溫度區間內為一常數在一定的溫度區間內為一常數 在實際進行硫同位素地質測溫時，只要知道了兩共生礦物的硫同位在實際進行硫同位素地質測溫時，只要知道了兩共生礦物的硫同位素組成。素組成。在相關表中在相關表中查得查得A A值后可直接根據計溫式進行計算，或值后可直接根據計溫式進行計算，或依依據相關圖查據相關圖查得礦物的形成溫度得礦物的形成溫度。硫同位素地質測溫中最常用的是硫化物之間的硫同位素分餾，特別硫同位素地質測溫中最常用的是硫化物之間的硫同位素分餾，特別是是

25、閃鋅礦閃鋅礦- -方鉛礦對方鉛礦對。4.1 4.1 地質溫度計地質溫度計 其中其中假定假定值測定的標準偏差為值測定的標準偏差為。 穩定同位素地質溫度計的測溫精度取決于穩定同位素地質溫度計的測溫精度取決于A、T和和三個參數的大小。顯然，三個參數的大小。顯然，T值越小，指示測溫的精度越高；同位素分析的誤差值越小，指示測溫的精度越高；同位素分析的誤差越小，測溫結果的精越小，測溫結果的精度就越高。度就越高。同位素測溫的精度同位素測溫的精度表中的數據表明，當表中的數據表明，當B相相同時，同時，A-B值的數值越大，值的數值越大，式式103ln= A-B的精確性越的精確性越差；而當差；而當A-B值相同時，值

26、相同時， B的數值越大，式的數值越大，式103ln= A-B的精確性越差。如果的精確性越差。如果實驗中測得的實驗中測得的B和和A-B的的數值大于數值大于10，要得到，要得到的的精確值要通過式精確值要通過式A-B=(A+1000)/(B+1000 )來來計算。計算。4.1 地質溫度計地質溫度計4.2 4.2 成礦物質來源示蹤成礦物質來源示蹤 示示蹤的基本思路是通過對比礦石中硫元素與巖漿巖、被巖漿巖蹤的基本思路是通過對比礦石中硫元素與巖漿巖、被巖漿巖同化同化的圍的圍巖及礦區圍巖蝕變過程中遷移與沉淀規律，說明它們之間巖及礦區圍巖蝕變過程中遷移與沉淀規律，說明它們之間是否存在是否存在成因成因關系以及硫

27、化物礦床中的硫的關系以及硫化物礦床中的硫的來源。來源。 硫硫同位素同位素還還可以很好地反映可以很好地反映若干物理化學參數，如若干物理化學參數，如氧逸度氧逸度.氧逸度氧逸度（fOfO2 2）： fOfO2 2 值對應于不同物理化學條件下值對應于不同物理化學條件下熱液熱液成礦環境形成成礦環境形成的礦物組合的礦物組合，與硫同位素組成也相，與硫同位素組成也相對應對應. fO. fO2 2較高較高時出現重晶石或赤時出現重晶石或赤鐵礦、鐵礦、 石膏、石膏、 磁鐵礦、磁鐵礦、 磁黃鐵礦磁黃鐵礦及黃鐵礦礦物組合，及黃鐵礦礦物組合，SO4SO42- 2- 大量存大量存在并沉淀在并沉淀形成富形成富 3434S S

28、 的硫酸鹽，導致成礦流體虧損的硫酸鹽，導致成礦流體虧損 3434S S，沉淀的，沉淀的黃鐵黃鐵礦等礦等硫化物硫化物 3434S S 值較低，常以負值低于整個體系值較低，常以負值低于整個體系 3434S S； fOfO2 2低低時時主要礦物為磁黃鐵礦、石墨等，硫同位素組成主要礦物為磁黃鐵礦、石墨等，硫同位素組成單一單一，不發生明顯分餾，不發生明顯分餾作用作用. .EvandroEvandro 等據此研究等據此研究認為認為CipoeiroCipoeiro 金礦礦化流體為低氧逸度金礦礦化流體為低氧逸度環環境境. .4.2 4.2 指示成礦物化條件指示成礦物化條件文獻閱讀部分結論結論：通過對研究區域的

29、O和S同位素分析，發現該區域發生了三個主要過程：鉆孔1268A和1271A的高溫熱液蝕變（約250350），特征是高的硫化物-S值和高的34S值；站點1272和1274的與微生物硫酸鹽還原有關的低溫蛇紋石化作用（150），特征是高的硫化物-S值和負的34S值；晚期硫化物礦物的低溫氧化作用導致了硫化物中S從巖石向海水的丟失。知識知識點點： 1. 地幔的S值是250ppm， 34S值約為0。 2. 海水的34S值原來報導是21 ，現在修訂為22.6 ，S含量為28ppm。 孔1272A的蛇紋巖和1268A的兩條黃鐵礦脈有著負的34S值（低至-32）。所有站點的硫酸鹽有著與海水（22.6）相比，相對

30、低的34S值（-4.515.3 ）。孔1268A的巖石有著高S含量和34S值。孔1274A的蛇紋巖有著負的34S值（低至-32）。來自站點1275的輝長巖有著寬泛的S含量（15-2110ppm）和34S的變化范圍。 該區域的蛇紋石化和蝕變橄欖巖和輝長巖的S含量和34S值比較分散。與豐富的地幔值250ppm和0相比較，蛇紋巖展示出多變的S和34S值變化。（1）與海水中的硫酸鹽相比較，所有站點的硫酸鹽有著通常低的34S值。（2）孔1268A的巖石有著高S含量和34S值。（3）孔1270和1271的巖石通常有著非常低的S含量。（4）孔1275的輝長巖有著廣泛的S含量的變化范圍。Q1Q1：據：據Ohm

31、otoOhmoto模式可知，模式可知，在溫度為在溫度為50-15050-150時，在時，在硫酸鹽和硫化物中的分餾均衡應該是硫酸鹽和硫化物中的分餾均衡應該是40-6040-60，但，但是孔是孔1272A1272A中只有中只有1-361-36？解釋：解釋：較高的34S值可能反映了平衡，但是硫酸鹽中原始低的34S值（2-10）仍需要解釋。以往全巖硫酸鹽中如此低的34S值已經歸因為低34S值的硫化物礦物氧化和其與海水中硫酸鹽，現存的孔隙流體或者硫酸鹽礦物的混合。（作者更支持交互作用。）Q2Q2：孔：孔1272A1272A的蛇紋巖的蛇紋巖S S同位素分析結果顯示同位素分析結果顯示S S含量提含量提高了，但是為什么高了，但是為什么34S34S硫化物值降低甚至變成負值？硫化物值降低甚至變成負值？解釋：解釋：在缺少任何無機硫酸鹽還原證據的情況下，作者推測孔1272A中蛇紋巖提高的硫化物-S含量和負的34S硫化物值可能源于海水硫酸鹽的微生物還原作用產生的額外硫化物。Q3Q3：孔：孔1268A1268A的全巖硫化物的全巖硫化物-S-S值和值和